Інформація для розуміння
прогнозу погодиАЭРОЛОГИЧЕСКАЯ ДИАГРАММА В метеорологических подразделениях по данным
радиозондирования составляют специальные графики —
аэрологические диаграммы. С их помощью анализируют состояние атмосферы на различных высотах. Особенно они нужны для прогноза развития конвекции и конвективной облачности. Такой график представляет поэтому большой интерес для оценки метеорологических условий полетов.
В настоящее время применяется
аэрологическая диаграмма формы АДК (
аэрологическая диаграмма в косоугольной системе координат). На бланке АДК изобары отпечатаны в виде горизонтальных линий коричневого цвета, а
изотермы — коричневыми прямолинейными и параллельными между собой линиями, наклоненными к изобарам вправо. На бланке нанесены также сухие
адиабаты (наклоненные влево коричневые линии), иллюстрирующие изменение температуры, равное 1° С на 100 м высоты, при подъеме сухого или ненасыщенного воздуха и влажные адиабаты, показывающие изменения температуры в поднимающемся насыщенном воздухе (зеленые штриховые линии). Приведены также изограммы, т. е. линии равной удельной влажности при состоянии насыщения (зеленые сплошные линии). Слева от графика на вертикальной шкале — значения давления в мб и высот
стандартной атмосферы в км.
На бланках аэрологической диаграммы по данным зондирования атмосферы строятся
кривые стратификации,
точки росы и состояния. Кривая распределения фактической температуры воздуха по высотам называется кривой стратификации (на диаграммах она красная). При ее построении на горизонтальной оси находят значение температуры, соответствующее начальному уровню подъема, а на вертикальной — давление для того же уровня. На пересечении изотермы и изобары ставят точку и проставляют значение высоты в км. Остальные точки подъема наносятся 'по температуре и давлению аналогично. Кривая точки росы (прерывистая черная линия) строится подобно кривой стратификации и характеризует изменение удельной влажности с высотой.
На рис. 13 — пример кривых стратификации и точки росы (кривой влажности) по данным зондирования. АБВГДЕЖЗ — кривая стратификации, абвадежз — кривая точки росы. Данные вертикального зондирования атмосферы приведены в табл. 4.
Таблица 4 Данные вертикального зондирования атмосферы
| H — высота, км | р—давление, мб | Т — температура, °С | t — температура точек росы, °С |
| 0 | 984 | 19,0 | 9,0 |
| 967 | 23,2 | 9,2 |
| 1,48 | 850 | 13,6 | 3,6 |
| 3,09 | 700 | 0,8 | -7,2 |
| 608 | -7,9 | -11,6 |
| 5,71 | 500 | -14,7 | -22,7 |
| 7,42 | 400 | -26,5 | -34,5 |
| 9,20 | 300 | -42,3 | -48,3 |
| 250 | -51,3 | -57,3 |
| 228 | -55,3 | -60,3 |
| 205 | -55,3 | -60,3 |
| 200 | -54,3 | -59,3 |
Кривая изменения состояния характеризует изменения температуры частицы воздуха, если она подымается до уровня конденсации по
сухоадиабатическому закону, а выше —
по влажно-адиабатическому. Конденсация начинается при достижении водяным паром состояния насыщения.
Происходит это увеличением общего влагосодержания воздуха или понижением температуры.Температура воздушной частицы при ее подъеме понижается (внутренняя энергия затрачивается на работу расширения против сил давления), и наоборот, при опускании частица сжимается (ее внутренняя энергия увеличивается) . Из этого следует, что при подъеме объема воздуха температура его понижается, а при
опускании (нисходящем (движении) растет. Эти процессы играют важную роль в образовании и развитии облаков кучевых форм.
Расчеты показывают, что если сухой или ненасыщенный воздух поднимается без теплообмена с окружающей атмосферой, т.е. адиабатически, то температура его понижается на 1°С на каждые 100 м подъема. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом температуры. Начиная с уровня, на котором температура достигает значения точки росы, воздух становится насыщенным водяным паром
Высота, на которой воздух при подъеме достигает насыщения, называется уровнем конденсации Дальнейший подъем воздуха сопровождается конденсацией водяного пара, при которой выделяется скрытая теплота 'конденсации, за счет чего температура будет падать медленнее, чем до начала конденсации. Понижение температуры в насыщенном воздухе на каждые 100 м подъема называется
влажно-адиабатическим градиентом температуры.
Если сухоадиабатический градиент — величина постоянная, то величина влажно-адиабатического зависит от температуры и давления. На высотах до 5—6 км влажно-адиабатический градиент в среднем равен 0,5— 0,6° С на 100 м. При опускании (нисходящем движении) как сухого, так и влажного воздуха температура повышается на 1°С на каждые 100 м. Воздух из-за этого удаляется от состояния насыщения, и
если это происходит в облаках, то капельки воды, из которых они состоят, испаряются Значит, облако распадается.
Кривая состояния характеризует адиабатическое изменение температуры в поднимающемся объеме воздуха. При построении этой кривой исходят из предположения, что до уровня конденсации поднимается ненасыщенный воздух, температура в нем понижается на PC на каждые 100 м Следовательно, до уровня конденсации кривая состояния совпадает с сухой адиабатой. За уровень конденсации на диаграмме
принимается точка, где пересекаются сухая адиабата (начальный отрезок кривой состояния) с изограммой (соответствует точке росы на уровне начала подъема). Выше уровня конденсации изменение температуры в поднимающемся воздухе будет происходить влажноадиабатически. Следовательно, второй отрезок кривой состояния пойдет параллельно влажной адиабате в виде плавной кривой (проводится простым карандашом) линии МН (см. рис. 13).
По данным зондирования атмосферы можно рассчитывать фактический градиент температуры, характеризующий изменение температуры с высотой. В отличие от адиабатических градиентов он может иметь различные значения.
Вертикальный градиент положительный, если температура с высотой падает, и отрицательный, если она растет. Слои атмосферы, где температура с высотой не меняется (изотермия) или растет (слои инверсии), являются задерживающими. Они препятствуют вертикальным движениям, вызывая их затухание. Для определения вертикального градиента в каком-либо слое разность температур на верхней и нижней границе слоя делят на его толщину. Так, например, если на высоте 1480 м (давление 850 мб) температура воздуха 13,6° С, а на высоте 3080 м (давление соответственно 700 мб) температура 0,8° С, то вертикальный градиент в этом слое равен 0,8° С на 100 м (см. рис. 13).
Степень устойчивости атмосферы зависит от величины вертикального градиента температуры.
Допустим, температура воздуха у земли 15° С, а фактический вертикальный градиент температуры составляет 0,5° С на 100 м, т. е. на высоте 1 км температура равна 10° С. Предположим, некоторый объем ненасыщенного воздуха вследствие тех или иных причин начинает подниматься. Поскольку воздух ненасыщенный, то при его подъеме температура должна понижаться на 1°С на 100 м. При начальной
температуре у (поверхности земли, равной 15° С, температура поднимающейся массы воздуха на высоте 1 км станет равной 5° С. Иначе говоря, как только воздух начнет подниматься, он будет становиться холоднее окружающего, причем с высотой разница температур увеличивается. Но холодный воздух, как более тяжелый, стремится опуститься, т. е. занять первоначальное положение.
Состояние атмосферы, при котором частицы воздуха после некоторого смещения вверх возвращаются на исходный уровень, называется устойчивым состоянием или, как говорят в этом случае, стратификация атмосферы устойчива. Если вертикальный градиент температуры в воздухе, окружающем частицу, меньше 1°С на 100 м, то атмосфера по отношению к насыщенному воздуху стратифицирована устойчиво, а кривая состояния располагается на графике влево от кривой стратификации. Конвективные движения в устойчивой атмосфере затруднены.
Пусть теперь фактический вертикальный градиент температуры больше сухоадиабатического, например, равен 1,2° С на 100 м. Если у поверхности земли температура воздуха равна 15° С, то на высоте 1 км она станет равной 3° С. Когда в этих условиях начнется поднятие ненасыщенного воздуха, то на высоте 1 км, как в первом примере, его температура будет равна 5° С. Сопоставляя температуру
поднимающейся массы воздуха с температурой окружающего воздуха на высоте 1 км, видим, что поднимающийся воздух в данном случае теплее окружающего. Поэтому начавшееся восходящее движение уже не затухает, а будет продолжаться, т. е. частицы воздуха не возвращаются в первоначальное положение. Такое состояние атмосферы называется неустойчивым. Следовательно, если вертикальный градиент температуры в атмосфере больше 1°С на 100 м, то по отношению к ненасыщенному воздуху атмосфера стратифицирована неустойчиво. Кривая состояния в таком случае отклоняется вправо от кривой стратификации. Такая стратификация атмосферы весьма благоприятна для развития конвективных движений.
Если фактический градиент температуры равен ГС на 100 м, то стратификация атмосферы будет безразличной. В этом случае поднявшийся воздух встретит на любом уровне такую же температуру, как его собственная, и останется на этом уровне.
Увеличение влагосодержания воздуха увеличивает его неустойчивость.
Для ,определения метеорологических условий дня нужно оценить сначала синоптическую обстановку.
Если прохождение фронтов не ожидается, а погоду обусловливает антициклон или его гребень, то следует перейти к оценке устойчивости атмосферы. Для предвидения условий для парения надо определить состояние погоды на период максимального прогрева. В первую очередь нужно спрогнозировать максимальную температуру дня. Для этого есть несколько методов. Один из простейших, например для Центральных районов Европейской территории СССР, найти максимальную температуру воздуха по температуре на поверхности в 850 мб. Можно считать, что Тmах= Т850 + 14° С. На рис. 13 Tmax=13,6C+14°C=27,6°C.
Точку росы следует брать фактическую за 7—8 ч утра, если по карте погоды осуществляется приток воздуха, имеющего ту же точку росы, что и в пункте прогноза. По данным радиозондирования в утренние часы строится кривая состояния для периода максимального прогрева. Для этого от максимальной температуры на уровне, где давление равно приземному, следует провести линию, параллельную сухой адиабате (эта кривая означает, что в сухом поднимающемся воздухе температура уменьшается на 1° С на каждые 100 м высоты), а от точки росы у земли подняться параллельно изограмме (см. рис. 13). Уровень, где пересекутся эти линии, и будет уровнем конденсации. Если точка пересечения лежит левее кривой стратификации на 3—4° С и более, можно считать, что конвективные облака развиваться не будут.
Объясняется это тем, что температура поднимающегося объема воздуха растет и становится равной температуре окружающего слоя на уровне, где пересекаются кривые состояния и стратификации, и дальше воздух не поднимается. Облачности в этом случае не должно быть, а термики разовьются до высоты, где пересекаются кривые состояния и стратификации. При состоянии нижнего слоя атмосферы, изображенном на рис. 14, распространение термиков можно ожидать до высоты 1500 м. Точка М лежит левее кривой стратификации—в течение дня было ясно. Такая погода не редкость в практике проведения парящих полетов. Хороший прогрев подстилающей поверхности позволяет иногда термикам достигать высоты 2000 м и более при скороподъемности восходящих потоков более 5 м/с (по вариометру). Трудность заключается лишь в нахождении этих восходящих потоков (термиков).
Уровень конденсации приблизительно совпадает с Нижней границей облачности. Выше него воздух становится насыщенным, и кривая состояния будет совпадать с влажной адиабатой, проходящей через начальную точку. Практически обычно приходится проводить влажную адиабату, интерполируя между двумя соседними влажными адиабатами, проведенными на бланке АДК. Пересечение этой кривой с кривой стратификации даст верхнюю границу конвекции (см. рис. 13, точка Н). В слое от нижней до верхней границы конвекции и будет развиваться облачность, тем интенсивнее, чем больше площадь между кривыми стратификации и состояния. Скорости восходящего потока внутри облаков в среднем растут от основания до верхней трети облака, выше — убывают до мере приближения к его верхней кромке. Следует учитывать, что верхняя граница конвективной облачности, рассчитанная по диаграмме, обычно несколько завышена. Степень завышения тем больше, чем суше окружающий облако воздух. Для Центральных районов Европейской территории страны приближенно можно считать, что если энергия неустойчивости достаточно велика, а температура на верхней границе облачности ниже —22° С, то можно ожидать развития кучево-дождевой облачности с грозами. Если же температура на верхней границе облаков ниже —10° С, но выше —22° С, то очень вероятны ливневые осадки. А если на верхней границе облаков температура выше —10° С, то обычно развивается лишь кучевая и мощно-кучевая облачность без ливней и гроз.
Для формирования кучево-дождевых облаков с ливнями и грозами 'в атмосфере необходим очень большой запас влаги. Если над вершинами кучевых облаков воздух очень сух, то даже при больших вертикальных скоростях восходящих потоков облако вверх почти не растет. Суммарный дефицит точки росы (разность температуры и точки росы) на главных изобарических поверхностях в слое, где формируется кучевая облачность — 850, 700 и 500 мб (1,5; 3; 5,5 км соответственно) — одна из величин, по «которой можно судить о влажности атмосферы. Если суммарный дефицит превышает 25° С, т. е. воздух очень сухой, то
конвекция обычно не приводит к формированию мощной конвективной облачности и выпадению осадков (см. рис.13). Сумма дефицитов точки росы равна 10°С +8°С +8°С=26°С; в течение дня наблюдалась лишь кучевая и «мощно-кучевая облачность без ливней и гроз.
Такой анализ позволяет планеристам соответственно строить тактический план предстоящего полета, оценить наиболее подходящее время для старта. Если, например, ожидаются грозы, надо поскорее уходить на маршрут, не дожидаясь, пока кучевая облачность разовьется в мощно-кучевую, а там в кучево-дождевую и грозовую. И наоборот, спешить не следует, если ливневых осадков и гроз не ожидается.
О возможности осадков можно судить и по высоте основания облаков. Если разность фактической температуры и точки росы у земли в период максимального прогрева больше 20° С, то уровень конденсации (т. е.нижняя граница облаков) лежит выше 2,5 км. Как правило, осадки из таких высоких облаков не достигают земли. Однако планерист, летя под облаком, может попасть в нисходящий поток, обычно бывающий в зоне выпадающих осадков (в так называемых полосах падения). Если над облаками есть задерживающий слой (инверсия или изотермия) и влажность на его границе значительна, а внутри слоя растет с высотой, то испарение с верхней границы облаков мало и они растекаются по горизонтали, постепенно превращаясь в слоисто-кучевые. Количество их может достигать 9—10 баллов. Это уменьшает прогрев и ухудшает парящие условия. Так происходит чаще всего, если на нижней границе задерживающего слоя дефицит точки росы равен 1,5—3,0° С.
На рис. 15 по данным радиозондирования влажность с высотой увеличивалась (происходило сближение кривых стратификации АБВГД и влажности абвгд). Из-за этого кучевые облака быстро растекались и возникло 8-10 баллов слоисто-кучевой облачности. В тактике предстоящего полета явление это тоже должно найти свое отражение. Участки маршрута, где произошло растекание облачности, надо проходить особо осторожно, как можно выше, со скоростью, обеспечивающей наименьший расход высоты. Допустимы также обходы районов с размытой облачностью, когда опасный район не преодолеть более коротким путем.
Если на нижней границе задерживающего слоя дефицит точки росы равен 5° С и более, а в слое инверсии он увеличивается с высотой, то с верхней границы облаков происходит интенсивное испарение, явного растекания их вершин в стороны нет и условия для парения весь день хорошие (рис. 16).
Когда вертикальная мощность неустойчивого слоя невелика, а дефицит точки росы превышает 5° С, кучевая облачность имеет вид блинчиков. В нашем примере (рис. 17) в течение всего дня их было 3—4 балла.
В двух последних примерах наблюдалась стабильная парящая погода. Планерист строит тактику так, чтобы полет проходил В наилучшее время дня, когда «восходящие потоки и высота нижней кромки облаков максимальные. «Пик» парящей погоды летом обычно бывает между 13—14 ч дня. Приземный слой воздуха охлаждается и нагревается от земли, потому и образуется ночью приземный слой инверсии.
Если с верхней границы инверсии провести прямую, параллельную сухой адиабате до пересечения с изобарой, соответствующей давлению у земли, можно определить температуру, когда эта инверсия «разрушится». После ее исчезновения появляются термики (см. рис. 17: температура ТБ , когда разрушится инверсия). Проведя изограмму от точки росы до пересечения с кривой стратификации и опустившись от точки пересечения (по сухой адиабате) до «земли», получим температуру, когда начнет развиваться кучевая облачность. Чем больше разность между максимальной температурой и полученной, тем раньше начнут развиваться кучевые облака (см. рис. 15: точка ТА указывает температуру, при которой начнется образование кучевых облаков).
Дистанцию полета можно выбрать тем длиннее, чем раньше начнут образовываться кучевые облака, так как время действия восходящих потоков увеличивается. Наоборот, дистанцию следует сократить, если инверсия нарушится поздно Следует учитывать, что температура повышается неравномерно. За 1 ч она может возрасти на 15—3° С. Чаще всего над Центральной частью Европейской территории страны с 8 до 11 ч наблюдается прогрев на 1,5—2° С за 1 ч, после 11 ч — на 0,5—0,8 С. Таким образом, с точностью до 30 мин можно вычислить время образования первых кучевых облаков Если ожидается прохождение холодного фронта, определить парящие условия дня по аэрологической
диаграмме затруднительно, так как в течение дня температура и влажность как у земли, так и на высотах резко изменяются. Утренний радиозонд в таком случае не дает достаточно точного представления о метеоусловиях дня. Необходимо использовать радиозонды тех мест, откуда движется фронт или масса воздуха с изменяющимися метеоэлементами. При прогнозировании условий полета надо учитывать
характер подстилающей поверхности. Большие лесные массивы, значительные водные пространства, горные хребты сильно влияют на ход атмосферных процессов, делая их «нестандартными». При прогнозе большое значение имеет поэтому учет местных климатических особенностей района полетов.
